气候与水的关系_气候和水源的关系

1.气候与水文

2.海洋与气候息息相关，它是如何影响天气的？

3.不同气候条件下地下水与地表水转化特征

4.关于池塘水库的水温与气温的关系

西北区域气候演变是黑河流域总水变化、地下水循环演化的驱动力之一。本节通过对考古、树木年轮、历史文献和古水文与古地理等前人不同类型的资料分析，了解万年、数千年来黑河流域的气候、水文和水循环条件变化，揭示黑河流域地下水形成和循环演化历史过程，进而奠定研究现代水循环变化、识别与剥离人类活动对地下水循环影响状况的基础。

一、万年尺度水文环境

根据测年资料，末次冰盛期（记作LGM）位于距今2.1万～1.6万年间，那时青藏高原冰川面积为350000 km2左右，是现代冰川面积的7.5倍（王绍武等，1995）。其中青藏高原东部的横断山系和东昆仑山，LGM面积比现代大40～144倍（施雅风等，1996），西北部昆仑山西中段比现代大2.2～3.6倍（王绍武等，1995）。在末次冰盛期之后，气候转入波动升温时期，大陆冰盖消融，海平面上升，气候回暖。古里雅冰芯氧同位素测定表明，现代气温比LGM时期高5℃。大量冰融水和夏季降水增加，促进了湖泊扩张，在黑河流域下游区一度出现2600 km2的湖泊水域。

在黑河流域集的第四系深层承压水14C年龄表明，大部分深层地下水形成于距今14000～5000年期间，与上述的气候变化具有对应性。

二、千年尺度水文环境演化特征

在距今1.22万～1.08万年间，发生了新仙女木（YD）降温，δ18O从LGM时期的-16‰急剧降至-21‰，相当于降温12℃。在距今1.08万年前后，δ18O急剧上升至-14‰，相当于升温12℃（王绍武等，1995）。YD结束之后，随即进入间冰期，即全新世，出现新的冷暖、干湿交替时期。其中早全新世为升温期、中全新世为大暖期和晚全新世为降温期。

在距今8000～7000年的早全新世末期，气候由冷干变为暖湿，降水开始明显增加。

距今7000～4500年时期为中全新世气候最佳时期，气候温暖湿润、降水量大、湖泊发育、水草茂盛，期间出现过暂短的冷期。张掖东灰山遗址的孢粉研究也表明，距今4000年前黑河流域水文环境和生态环境较现代优越。在距今7000～3500年期间至少有4次明显的多雨期，经14C测定分别为距今6580年、5730年、4800年和4545年，这与印度拉贾斯坦多雨期、中国东部高海面及世界高海面的几个时期都很接近。根据曹兴山（1996）的研究成果，第四纪以来甘肃共有5次造炭期，最近的3次是距今8000～7000年、5800～4500年和3500～2500年。在全新世大暖期，气温比现代温度高2～5℃，降水量增多，青藏高原普遍出现湖水淡化与扩张，冰川大幅度后退。

距今5000～4000年期间在甘肃民乐东和西灰山地区出现小麦，表明原始农业在该时段有了很大的发展，同时森林植被遭到人为大范围的破坏。进入距今4000～3000年期间，气温波动下降，出现湖沼收缩，草原或半荒漠植被扩大。

中全新世晚期（距今3500～2500年）是向晚全新世过渡前的一次温暖湿润期，这一时期降水较多，动植物得到发展，普遍形成0.5米的泥炭层。

三、百年尺度水文环境变化

（一）3000年以来变化

晚全新世以来，黑河流域的区域气候持续干旱，致使湿地大面积萎缩，草地植被迅速退化和土地沙漠化。有文献记载，额济纳盆地的古居延海是西北最大的湖泊之一。早期居延海湖面曾达到2600 km2，至秦汉时期，其湖面仍有726 km2。

在距今3000～600年期间，北半球大部分地区曾迅速转冷，先后进入较严寒的新冰期。在西北干旱区亦有类似的气候波动。其中在距今2000～1230年期间气候冷暖、干湿变化持续的时间较短，转变较快，处于旱涝灾多发期。距今1230年以后，气候时段持续时间增长，转变次数变少，基本形成了西北气候干旱特点（施雅风等，1996）。

自公元6世纪以后，中国许多地区又逐渐进入一个较温暖的时期。在祁连山、河西走廊等地区，多有偏暖偏干的记载。

根据祁连山敦德冰芯记录（图3-2），1428～1532年、1622～1740年和17～1865年出现过3次冷期。小冰期以来，祁连山冰川面积减少338.4 km2，为17.5%，高于西部地区冰川面积平均减少值（13%～16%）。其中祁连山东部（石羊河流域）冰川面积减少比例大于中段黑河流域和西段疏勒河流域，西段减少比例最小（表3-6）。黑河流域上游区冰川面积减少100.8 km2，变化率为19%。

在西北地区，高山冰川经过小温暖期的退缩阶段以后，又重新向低海拔地区扩张，出现多次冰进。在祁连山、天山等地，普遍存在着这一时期的冰渍，最近几次冰进约距今400多年、200多年和100多年（图3-3），雪线高度较现代要低。这些都表明该时期气候是寒冷的。

图3-2 祁连山敦德冰芯气候记录曲线

表3-6 小冰期最盛期以来祁连山区冰川面积变化特征（km2）

图3-3 黑河流域百年尺度研究区水循环条件演化过程

据历史资料记载，在百年尺度气候变化过程中，公元1226年以来该区降水相对增多的时段为：1495～1557年、1652～1772年、1850～1890年和1919～1939年（施雅风，1995）。祁连山树木年轮资料显示的多雨期是：1428～1532年、1622～1740年、17～1865年和1924～1944年。近百年来的气候变化趋势是暖干。

近500年来，祁连山区气温升高约1～1.2℃，冰川面积减少33%～46%，冰川储量减少31%～51%，降水量减少50～80 mm，冰川融水减少35%～46%，陆面蒸发约增加7%，源头冰川消融速度加快，冰川面积仅存291 km2，冰雪水量持续减少，其中1940～1960年期间减少最明显。

据张祥松等（1996）研究表明，小冰期最盛期至1956年期间祁连山柳泉沟河流域冰川面积减少19.2%，条数减少9.3%，长度减少11.4%，冰储量减少30.1%，平衡线升高60 m，石羊河流域平衡线升高140 m。

这一时期内的降水状况，基本维持少雨干燥。根据树木年轮宽度变异可见，近300年来存在两个相对多雨期和3个相对少雨期（图3-4）。

图3-4 近200年以来西北不同地区旱涝动态变化过程对比

（二）近百年来变化特征

自19世纪末以来，西北内陆地区气候基本上维持较为温暖状态，西北地区的高山冰川普遍以退缩为主，雪线高度多有上升。例如天山西段木扎尔特冰川在1909～1959年的50多年内退缩了约750 m，平均每年后退15 m之多，上升约200 m。祁连山冰川亦大体如此（施雅风等，1995）。1956～年期间，祁连山水管河4号、“七一”和老虎沟12号地表性冰川分别减少0.81%、0.06%和0.04%。1960～1995年期间石羊河流域、黑河流域和疏勒河流域的冰川面积分别减少12.93 km2（占19.9%）、29.44 km2占（7.0%）和35.67 km2（占4.2%）。

1940年前的气温上升趋势是明显的，1940年后进入一个相对冷期（表3-7和图3-3），20世纪70年代开始回升（图3-5）。从各季情况来看，20～30年代突然增暖，夏季较其他季节明显，冬季则主要出现在30年代。

表3-7 20世纪以来每10年西北地区、黑河流域气候特征值

图3-5 近50年以来黑河流域年气温变化过程

近50年以来，西北区域气候变化总的特征是：湿冷→干暖→干冷→湿暖→湿冷，循环周期约40年，即50年代升温，60年代、70年代降温，80年代升温，90年代降温。从全国尺度来看，大部分地区的年气温差都在逐步下降，西北地区平均下降速度为0.83℃/10 a。在20世纪80年代后期，受“温室效应”影响，升温趋势加强（图3-6）。

从西北地区的延安、西安、兰州、西宁、张掖5个代表站的旱涝统计分析结果来看，20世纪以来各站干旱次数无明显上升趋势。在20世纪20年代，西北地区干旱频繁，而且影响面广，但是80年代以来各站的干旱次数都明显减少。

王绍武等（2002）研究表明，西北地区降水频率增多是明显的，普遍超过（5～10）%/10a。韦志刚等（2002）研究结果，西北地区20世纪60年代初多雨，70年代少雨，80年代又多雨，90年代少雨，并存在降水量变化的准8.5年和准3～4年周期。而黑河流域60年代降水偏少，80年代偏丰，进入90年代之后降水量再度偏少（图3-7）。丁永建等（1999b）对黑河流域山区和平原、东部与西部降水变化的研究结果，与图3-7规律相似（图3-8）。

图3-6 1951～1999年中国西部、东部气温变化对比

图3-7 黑河流域年降水量距平变化过程

四、近50年以来气候变化

（一）黑河流域大气水变化特征

王可丽（2003）研究表明，20世纪60～90年代黑河流域（37.5°～40°N，100°～102.5°E）大气水（整层大气水汽输送的收支情况）区域平均年输入水量为6678×108m3，输出水量为6502×108m3，净输入水量为176×108m3。输入的水汽量呈逐年减少的态势，尤其在20世纪70～80年代有明显的下降，而水汽的净输入量是波动式变化（图3-9），与区域水汽输入输出动态变化不具有线性相关关系，而是与当地水文循环条件有一定的联系。

图3-8 黑河流域年降水变化的时间序列

图3-9 1958年以来黑河流域（40°N，100°E格点）大气水汽含量动态变化

从图3-9可见，近40年来黑河流域大气水汽含量也具有明显减少的趋势，其中以20世纪60年代后期下降最为剧烈，80年代后期有所回升，90年代后仍呈下降趋势。据王可丽等（2003）研究结果，张掖地区大气水汽变化与图3-9规律基本一致，只是90年代水汽含量减少更为明显。张掖、临泽、高台和祁连站的年平均气温年际和年代际变化规律完全一致，其相关系数为0.73，超过0.001的信度，由此表明黑河流域平原区与祁连山山区属于同一个气候子系统，有着相同的影响因子和背景。

（二）气温与降水变化过程

1.时空变化规律

根据自1935年以来酒泉站气象观测资料记录，20世纪30年代中期至40年代中期黑河流域处于高温期，其中1941年的年均气温达到10.0℃，40年代末开始强降温，至1967年达到5.8℃。以后，进入波动升温过程，至90年代达到7.4℃，但是仍低于30～40年代的气温（龚家栋等，2001）。

综合黑河流域不同区域的气温变化，在20世纪60年代初以来的升温过程中，下游尾闾段荒漠区的升温最为显著，其次为祁连山前的荒漠区，中游和下游上段的人工绿洲区气温升高幅度约为上述区域的1/2。但是中游绿洲面积较大，其上升幅度略低于下游上段的小型绿洲区，表现出与绿洲规模大小相关的效应。山区的气温升高幅度相对较小，中低山区因森林带的作用，升温幅度略低于中高山区（表3-8）。

表3-8 黑河流域不同区域气温变化（℃）

黑河流域西部山区的气温升幅远大于降水增幅，气温上升导致蒸腾量增加，加之西部山区下垫面本身要比黑河流域东部山区干燥，使得气温上升消耗的水量远大于降水增加对径流的贡献率。尽管春、夏季气温上升增加了融雪和冰川径流，但是两者相加对径流的贡献率只占1%左右，而气温变化引起径流量的增减约为多年平均径流量的10.4%，降水和冰雪融水的增加不足以抵消气温上升对径流强烈的负面影响。

降水对气温变化的响应，具有显著的地域特征。在黑河流域东部的扁都口（海拔3200 m）地区，降水量增加最为显著，平均每年增加3.49 mm，民乐地区为1.54 mm/a，双树寺为0.79 mm/a。但是在瓦房城地区降水量呈逐年下降过程，平均每年减少1.15 mm。在黑河上游山区，包括讨赖河上游区，年均降水量都呈增加趋势，其中野牛沟地区增加幅度最大，为1.58 mm/a，其他几个站平均增幅为0.80 mm/a。低山丘陵和平原区，包括绿洲区，降水量也表现为上升趋势，幅度在0.5 mm/a左右。在下游区上段，增加幅度介于0.2～0.5 mm/a范围。在下游尾闾端，降水量呈逐年下降的趋势，下降幅度为0.5 mm/a左右。

20世纪50～90年代，黑河流域山区和平原降水量呈增加趋势，如表3-9所示。20世纪60年代是黑河流域降水普遍偏枯水时期，80年代是偏丰水时期。

表3-9 20世纪50～90年代黑河流域山区、平原区降水量变化特征

从区域特征分析，黑河流域降水量总体上表现为由西向东增大的特点，但是在山区和山前平原区有所不同。在山区（约38.5°N以南地区）降水沿纬线方向的变化明显增大，由西向东增加。在38.5°～39.5°N之间狭长地带，主要为山麓和中低山区，受地形影响降水等值线由东向西平行展布，且与祁连山走向相同。在经线方向上，降水量由北向南增加，且山区降水的增加幅度比平原区大。在99.5°E经线以西地区，降水量沿经线基本上为单调向南增加。在99.5°E经线以东地区，这种变化较为复杂，在山区出现了最大降水带。在39.5°N以北平原区，降水量稀少，东西方向变化不大。但是在东部地区，降水梯度明显增加（丁永建等，1999）。

在纬向上（南北向），由于受祁连山走向的影响，黑河流域降水随高度的变化明显。在99.5°E经线以西，沿经线方向降水随高度而增加，降水增加梯度是非线性的。沿98°E经线平均降水梯度约为10.0 mm/100 m，沿99.5°E经线平均降水梯度17.0 mm/100 m。在99.5°E经线以东地区，由平原区向山区降水梯度明显增大，且在2400～3400 m的高度区间内出现最大降水带。若以99.5°E经线为界，则黑河流域西部地区降水呈现出较好的递增规律，平均降水梯度为15.9 mm/100 m；在东部地区，降水随高度呈现出非线性增加，最大降水高度带为2880 m，与森林带下限高度基本一致，反映了该地区的水汽凝结高度（丁永建等，1999a）。据计算（丁良福等，1996），祁连山水汽凝结高度平均约为3000 m，在此高度带以下，降水量随高度递增。

在经向上（东西向），黑河流域降水也表现出明显的地区性差异。以39°N线为界，在39°N以北的平原区，降水量随高度呈单调递增，增加幅度为10～12mm/100 m。在39°N以南的山区，降水量随高度递增的幅度明显增大。在最大降水高度带以下，山区降水增加幅度为17～20 mm/100 m。若以2000 m地形等高线为界，把黑河流域分为山区和平原区两部分，则在平原区降水量由西向东呈现出S形分布，先是由西向东降水量减少，在99°～99.5°E之间出现全区降水低值带，向东降水又逐渐增加，在100.5°～101°E之间出现降水高值区。再向东至流域东界，降水呈减少迹象。在山区，由东向西降水量基本上呈现出增加之势，只是101°E以东出现与平原区相似的变化特征，降水减少（丁永建等，1999b）。

丁永建等（1999a）研究表明，黑河流域年降水量（P）与高度（g）、纬度（φ）和经度（λ）之间存在下列量化关系：

西北内陆黑河流域水循环与地下水形成演化模式

即随地面高度的增加、经度增大和纬度减小，年降水量呈增加趋势。高度每增加100 m、经度每增加1°和纬度每减小1°，降水量分别增加14.9 mm、38.9 mm和20.1 mm。

2.降水季节性变化

从40多年以来黑河流域不同地区各季降水系列变化可见，尽管夏季降水量最大，但其Cv值却最小，这种相对稳定而集中的降水补给对黑河流域水循环过程和平原区地下水补给与更新具有重要作用。相对而言，春、秋季降水波动较大（表3-10）。山区降水系列Cv值小于平原区，东部Cv值小于西部。

3.降水变化动因

由于黑河流域地处内陆腹地，除东南季风输送来的夏季暖湿气流外，还受西风环流带来的大西洋冷湿气流和印度洋暖湿气团的影响，使得黑河流域降水年内分配差异较大。无论是山区还是平原区，从东向西，6月降水比例逐渐增大，最大降水月份为7～8月，由东向西，7月份降水比例逐渐增大，8月份降水比例逐渐减小，而9月份降水比例逐渐减小。这种情况正好反映了东亚季风对该地区影响向西逐渐减弱和西风环流逐渐增强的特征。在10月至翌年3月，西部降水比例明显较高，由西向东减小。这一变化在平原地区尤为明显，向东可延续到流域东部边界。

表3-10 黑河流域不同地区各季降水量主要统计值（mm）

祁连山呈南东-北西走向，有利于截获东来的水汽，加之夏季印度洋暖湿气流的影响，使得山区在6～8月降水集中。在黑河流域西部，无论从何种路径所获得的水汽都十分有限。另一方面，青藏高原对该地区环流也会产生影响（汤奇成等，1992），夏季在疏勒河地区形成降水较少的高压区，而在张掖地区形成降水相对较多的低压区，加之东亚季风和祁连山地形的综合影响，以至在99°～99.5°E之间的平原区形成降水低值带，使得黑河流域东、西部降水状况明显不同。

（三）气温变化对降雪量影响

黑河流域以海拔3600 m为高山冰雪冻土带和山区植被带的分界线，高山冰雪冻土带下垫面主要由冰川、积雪、多年冻土和高山草垫等组成，而山区植被带下垫面主要由草丛、灌木和水源涵养林等组成。按照积雪分布特征，可分为3个垂直高度带（表3-11）。

表3-11 黑河流域垂直高度分带

黑河流域气温上升并没有带来降水的强烈波动，但是降雪量变化目前正处在一个高值区波动。当气温变化主要集中在冬季的气温上升时，降雪量相应增加，其增加的幅度和过程与1～2月份的平均气温变化相关。据王建等研究结果（2002），气温上升引起的降雪量增加达7%～10%。

在黑河流域，季节性融雪径流是春汛期间河流的主要补给源，积雪消融对平原地下水补给具有积极作用。黑河流域西部是以冰雪融水补给为主，尤其在春季消融季节，降水稀少，60%以上的地表径流来源于积雪消融，而在3～6月降水补给地下水较少，农业开消耗地下水较大。

由于冬季气温的上升，也导致了季节性积雪消融在时间上相应的提前，融雪径流的开始时间已从传统的4月中旬前移10天左右（王建等，2002）。利用SRM（Snowmelt Runoff Model）模型研究表明，气温上升带来融雪径流变化情势，在时间上造成前移和消融前期流量的增加，以及后期流量的减少（王建等，2002）。

气候与水文

气候变化对水可能带来的影响：改变区域降水分配，极端强降水增多，水体污染、富营养化，海平面上升，河川径流量变化，导致干旱区域增多，湖泊萎缩，湿地退化，冰川大范围缩小，雪盖面积下降，永久性冻土退化等。

海洋与气候息息相关，它是如何影响天气的？

8.5.3.1 气候

黑河流域位于大陆腹地，为典型的大陆性气候，主要受中、高纬度的西风带环流控制和极地冷气团影响，气候干燥，降水稀少而集中，多大风，日照充足，太阳辐射强烈，昼夜温差大。区内气候变化明显受纬度和地形影响，具明显的分带性。上游山区属于青藏高原中温带亚干旱区，气候寒冷阴湿，由于高山深谷地势反差大，降水、气温具有垂直分带性，年降水量一般为250～500mm。多年平均气温为－3.1～3.6℃，最低气温可达－28℃，日照时数较短。

中游走廊平原为温带干旱区，多年平均气温为6～8℃，无霜期达150～170d，年降水量为80～370mm，年蒸发量为1200～2200mm。该区气候条件适宜发展农业、林业和牧草业，黑河水为该区农业发展提供了天然便利条件。

下游额济纳盆地，多年平均气温在8～10℃，极端最低气温在－30℃以下，极端最高气温超过40℃，年日照时数3446h，无霜期120～180d，年降水量为40～55mm，最少年降水量仅17mm，年蒸发量达2200～3750mm，气候非常干旱，干旱指数达89.2，属于极端干旱区，风沙危害十分严重，8级以上大风年均日数达54d，为我国北方沙尘暴的主要来源区之一。下游植被主要以荒漠草场为主，是传统的牧业区。黑河流域气候特征指标列于表8.6。

表8.6 黑河流域气候特征指标

(据张光辉等，2005)

8.5.3.2 水文

黑河流域内共有35条独立河流，绝大部分发源于南部的祁连山区，流经走廊平原，汇入黑河后，向北径流，最终注入居延海。汇水面积大于100km2的河流有18条，其中汇水面积最大的是东部的黑河及西部的讨赖河。主要支流有黑河(干流)、山丹河、洪水河、梨园河、摆浪河、马营河、丰乐河、红水坝河和讨赖河等35条河流。由于工农业发展，人口增加，需水量与日俱增，水开发利用规模逐渐扩大，各河流均被引流灌溉，或在其上修建水库，汇入黑河的水量减少，部分支流已与干流失去地表水水力联系，形成西、中、东3个独立的子水系。

西部子水系包括讨赖河、洪水河等，归宿于金塔盆地，面积21000km2。讨赖河是西部子水系中最大的河流，干流发源于祁连山北麓托来山，自上而下流经青海、甘肃两省的祁连县、肃南县、嘉峪关市、酒泉市肃州区和金塔县。河源至出山口讨赖峡冰沟以上为上游，面积6883km2，多年平均径流量6.37×108m3，上游是讨赖河的产流区。讨赖峡冰沟以下至夹山峡鸳鸯池为中游，河出祁连山，首先穿过嘉峪关市所在的山间小盆地———赤金盆地，继而进入酒泉盆地，成为嘉峪关市和酒泉市的重要水源。夹山峡鸳鸯池以下为下游，20世纪70年代以前，讨赖河尚有水自正义峡以下汇入黑河干流，后来随着鸳鸯池水库扩建和解放村水库建成，以及用水量的增加，讨赖河与黑河干流脱离水力联系，河水被本流域全部引用并最后消耗于金塔盆地。

中部子水系包括马营河、丰乐河等，归宿于高台盐池－明花盆地，面积约6000km2。

东部子水系即黑河干流水系，包括黑河干流、梨园河及20多条沿山小支流，面积116000km2。干流水系主要支流径流特征列于表8.7。

表8.7 黑河干流水系主要支流径流特征

续表

(据钱云平等，2008)

黑河干流在上游山区分为东、西两岔，东岔河名为俄博河，又名八宝河，发源于俄博河滩的锦阳岭，自东向西流，河长101km，流域面积2452km2;西岔河名为野牛沟，发源于“五河之源”的团结峰，自西北向东南流，河长182km，流域面积4589km2。东、西两岔在黄藏寺汇合，折向北流至莺落峡出祁连山，进入甘肃省张掖盆地，在张掖城西北约10km处接纳山丹河、民乐河折向西北，沿途经临泽县、高台县纳梨园河、摆浪河，最后于正义峡穿越走廊北山进入下游，在鼎新与讨赖河汇合(目前无地表水汇入)，进入额济纳盆地，在额济纳盆地内的总流长约240km，黑河在盆地内的狼心山分为东、西两个支流(河)，东河称为“达西敖包河”，西河称为“穆林河”，分别流向盆地北部的东居延海(索果淖尔)、西居延海(嘎顺淖尔)，即黑河的尾闾(终端湖)。

黑河干流全程长821km，其中上游长303km，流域面积10000km2;中游河道长185km，流域面积26500km2;下游河道长333km，流域面积80400km2。

不同气候条件下地下水与地表水转化特征

海洋，能够调节气温和气差，是因为海水里有大量的盐份，能够吸收阳光，储存大量的热量，当气温下降时，它能释放白天储存的热量，当烈日炎炎时，它又能吸收、储存这些热量，因此地球上拥有70%的海洋，方能达到我们人类生存的气候环境，如果没有海洋，我们的地球可能是一片焦土了。

海洋是带动洋流的一个因素之一，而洋流不仅是海水流动那么简单，它们自身也会输送热量和水汽。一般而言暖流增温增湿，而寒流则降温减湿。暖流流经的沿岸地带一般气候比较湿润，而寒流流经的沿岸地带往往沙漠广布。如西欧英法等国冬季均温在0度以上，北大西洋暖流功不可没，如有一天该洋流消失，该地冬季将比现在冷10度以上。南美阿塔卡马沙漠沿海分布近千公里与秘鲁寒流有直接关系。

另外，较大洋流势力的强弱变化还会引起厄尔尼诺与拉尼娜现象等(赤道逆流与秘鲁寒流)，造成许多地区干旱、暴雨、森林火灾等自然灾害。

暖流是温度湿润的气候向高纬延伸、低纬向高纬延伸，相对于高纬度来说，低纬度的地方湿度大、气温高，所以暖流经过对沿岸会有增温增湿的影响。

而寒流恰恰相反，它使干燥的气候向低纬延伸，高纬相对低纬来说，温度低、气候干燥，所以寒流经过对沿岸会产生降温减湿的影响。

人们发现了这个特性，进行了有效的利用，最典型的是农业生产中培育秧苗时，为防止夜晚冻坏秧苗，傍晚时往秧田里多放些水，晚上秧田里的水放热时，温度不会降得太低，不致冻坏秧苗。到了第二天的早晨，再把秧田里的水排出一部分，秧田受到阳光照射，温度可以高些，有利于秧苗的生长。

关于池塘水库的水温与气温的关系

一、主要河流出山径流量组成变化

黑河流域主要河流有黑河、讨赖河、梨园河和洪水坝河等，它们的补给主要来源于大气降水、冰雪融水和山区地下水（基流）。

通过水文计算研究表明，黑河干流莺落峡站多年平均出山径流量的组成，分别为大气降水补给占总径流量的52.4%、冰山区地下水补给为37.8%和雪融水补给为9.8%。其中地下水和冰雪融水对河水的补给，具有较强的多年动态稳定性。因此，黑河干流出山径流量的丰枯变化在很大程度上取决于山区降水量的变化。

在黑河干流上游的祁连山区，有3个资料系列较长的雨量站，起始年份为1947年，持续观测至1995年。利用这些资料，通过频率统计分析，获得不同气候条件下降水与径流相关关系，如图5-12所示。在祁连山区，10月份至来年4月份平均气温在0℃以下，为多雪期；5～9月平均气温在0℃以上，为多雨期。降雨量和降雪量动态变化如表5-23所示。

由表5-23可知，祁连山区年降水中86%以上为降雨，冰雪等固相形式不足14%。因此祁连山区降水通过径流补给平原区主要发生在每年的5月中、下旬到9月的降水期，莺落峡站径流量动态变化是直接证据，如图5-13所示。

从图5-12和图5-13可见，山区降水和出山地表径流量的动态变化规律具有一致特征，只是降水峰值比径流峰值延续时间略长，径流增大峰值滞后于降水峰值，两者相应频率的相关分析结果如图5-14所示。莺落峡出山径流量大小与祁连山区降水量的变化密切相关，以平水年和偏丰水年相关系数高。这表明，自平水年至丰水年，祁连山区的降水变化不仅对出山地表径流量影响显著，而且影响山前强入渗带河水对地下水的补给；相反，在偏枯水年和特枯水年，山区降水变化对出山径流的影响减弱。

图5-12 黑河干流上游祁连山区不同频率（p）下降水量动态变化

表5-23 黑河上游祁连山区不同保证率条件下降水月权重

从图5-14还可见，山区降水与出山径流量之间的非线性相关比线性相关系数普遍大，表明出山径流量不仅与降水量的变化有关，还与气温变化及其对山区冰雪融水量和基岩裂隙水排泄量变化相关。

图5-13 黑河干流莺落峡站径流不同频率（p）月分配

图5-14 黑河干流不同频率降水与径流相关性

根据上述规律研究表明，在不同气候条件下出山径流组成及其对地下水与地表水之间转化影响各不相同，如表5-24所示。

用径流水文分割法，求得莺落峡站不同来水频率条件下冰川融水、雪融水、山区裂隙水和降水补给出山地表径流的组成，如表5-25所示。

由表5-25可见，从特丰→偏丰→平→偏枯→特枯水年，黑河流域出山径流总量显著减少，由特丰水年20.7×108 m3/a，减少至特枯水年12.4×108 m3/a，降幅占平均径流量的50%。其中季节性的积雪融水量虽然有一定程度减少，但是在径流组分中，变化不占主要份额；主要变化是降水比重大幅度下降，由占特丰水年径流总量的近60%下降到特枯水年40.7%。同时，地下基流和冰川融水比重都表现出增加，分别由32.51%、3.64%增加到44.86%和9.62%，但是两者增加的内涵不同，地下基流比例增加是在径流总量降幅大于基流降幅情况下的相对增加（实际减少），而冰川融水的增加为实际融水量的增加。因此，越是枯水年，越不利于冰川和地下基流的保护和涵养。

表5-24 1957～1999年黑河干流莺落峡站不同保证率条件下径流月权重及补给特征

表5-25 1957～1999年黑河干流莺落峡站不同保证率径流组成特征（104 m3/a）

二、不同降水和径流条件下平原区地下水

考虑到实际应用性，用典型区数值模拟和区域类比方法，选定了50%、75%和95%3种降水和径流保证率条件，对黑河流域平原区地下水进行计算，结果如表5-26～表5-28和图5-15所示。

表5-26 黑河流域平原区现状条件地下水均衡计算成果（p=50%）（108 m3/a）

表5-27 黑河流域平原区现状条件地下水均衡计算成果（p=75%）（108 m3/a）

表5-28 黑河流域平原区现状条件地下水均衡计算成果（p=95%）（108 m3/a）

图5-15 不同降水和径流条件下黑河流域平原区地下水均衡比较

从图5-15可见，随着降水和径流保证率的提高，河水和渠水对地下水的补给量有较大幅度减少，而田间入渗等补给减少有限。泉水排泄降低幅度最大，蒸发量降低幅度小于补给减少的幅度，总体上水量负均衡的程度加大。

三、平原区不同层位地下水转化规律

在黑河流域平原区，潜水、中层微承压水与深层承压水系统之间转化关系，与自然和人为影响有关，处于不断变化之中。

在天然条件下，祁连山前冲洪积扇地带是潜水、中层微承压水与深层承压水系统的共享补给区，河水进入地下之后，入渗水流随着水平径流过程而发生垂向分流。随着入渗深度的增加，向下补给的水量逐渐减少。在高势差和重力作用下，山前入渗水流通过地下强径流形式，补给低平原细土带的承压地下水系统。

同位素研究表明，在开影响下，潜水系统和深层承压水系统都通过越流对开层位（中层微承压水系统）补给。潜水系统是通过向下越流方式补给，深层承压水系统通过向上顶托越流方式补给。越流转化量公式为

西北内陆黑河流域水循环与地下水形成演化模式

式中：Q越——深层地下水与浅层地下水转化量（m3）；

S——交流区面积（m2）；

ΔH——深层与浅层地下水水头差（m）；

T——交流时间（d）；

K’/M———越流系数（1/d）。

在黑河流域南部平原区，混合开井较多，潜水系统与承压水系统之间存在密切的水力联系，特别是在河水径流丰水季节，地下水系统处于强补给期，深层承压水补给上覆含水层比较明显。在河水径流枯水季节的灌溉期，低平原细土带的潜水系统主要获取灌溉回归水补给，其水位一般高于深层地下水水头，存在上部潜水补给下伏承压含水层的现象。

根据近几年的地下水动态观测资料，黑河流域平原区的地下水年内变动和年际动态十分显著，其中1996～2000年各盆地地下水水位最大降幅，分别为张掖盆地达2.44 m，酒泉盆地为1.8 m，额济纳盆地为2.0 m。在洪积扇群带，地下水水位降幅较大，沿河地带降幅较小，如表5-29所示。

表5-29 黑河流域平原区地下水动态类型及变化特征

根据钻孔资料，绘制承压水顶板等值线图，利用GIS求得各盆地弱含水层有关参数，如表5-30所示。

表5-30 黑河流域各盆地浅层弱含水层不同厚度的分布面积

根据地下水动态分层观测资料计算，深层地下水与浅层地下水水头差ΔH及时间分布如表5-31所示。

表5-31 1999年黑河流域张掖及酒泉盆地深层与浅层地下水之间水位差变化（m）

表5-31表明，深层地下水与浅层地下水之间水头差有正值和负值两类变化，峰值出现时段是1～4月和9～12月的非灌溉季节，谷值主要出现在5～8月。在地域分布上，正值区主要分布靠近上游的扇缘泉水溢出带，负值区主要分布远离补给源、弱含水层较厚的地带。

根据19年额旗敖包图S11钻孔抽水试验资料，求得弱透水层K值为0.00113 m/d。按丰枯时段计算结果，各盆地深层地下水与浅层地下水之间转化水量如表5-32所示。

表5-32 1999年黑河流域平原深层与浅层地下水之间相互转化量（104 m3/a）

研究表明，深层地下水顶托补给浅层地下水地带主要分布在泉域地区，而浅层地下水下渗补给深层地下水地带则分布在深层地下水集中开的地区，存在开深层地下水袭夺浅层水的机制。1999年黑河流域平原区深层地下水顶托补给浅层地下水总量约3×108 m3，其中张掖盆地为0.26×108 m3，酒泉东盆地为0.93×108 m3和额济纳盆地为1.86×108 m3。浅层地下水下渗补给深层地下水约4×108 m3，其中张掖盆地为0.70×108 m3，酒泉东盆地为0.99×108 m3，金塔盆地为0.27×108 m3和额济纳盆地为2.10×108 m3，约占河水、沟谷潜流补给量的26.2%。年内均衡，总体上是浅层地下水补给深层地下水系统，净补给量约为1×108 m3。

如下：

温度是构成气候的主要因素之一，也是气候特征的反映。温度包含着气温和水温,两者共存。气温即空气中的温度，它是表明空气温度高低的量；而水温是指自然水体中的温度，它是表明水体中温度高低的量。气温、水温的高低，直接由太阳的辐射和日射角的大小来决定，同时还受到气流、云层的薄厚、地形的高低、风力的大小等条件的影响。

同样的日照，不同的海拔高度、不同的地理位置、不同的深浅，即使在同一个气候中也会导致温度的差异。在一定地理条件下，气温制约着水温，即气温升高，水温也会随着升高，气温降低水温也会随之下降，但水温下降的速度明显地滞后于气温。

我们在夏季遭遇冷空气，天气忽然变得凉爽，而水温仍然热就是这个道理。在物理学中，这叫比热现象。除了水温与气温存在差异，温度也存在差异，每天的气象预报总有一个上限和下限，就是一天中的温差。

从钓鱼的角度讲，一天中温差越小越好。因为只有温度变化不大，鱼才不会趋温上浮。在同一天里，同一气温下，水温也会因深浅不同而出现差异。在钓鱼中浅水不上鱼，而深水上鱼就是这个道理。

在气候无变化的情况下，气温与水温相差并不大。长江中下游温带区，水温、气温最低在1月份，一般为2℃-4℃；最高为7-8月份，一般为26℃-32℃；5-11月份，水体表层水温与底层水温相差很小;当酷暑盛夏阳光直射时，浅水水温则高于深水水温；严寒隆冬时节则相反，深水底层温度略高于表层温度。

钓者怎样才能知道水温是多少呢？世界上的气象部门从来不报水温，报的都是气温。垂钓者可以随身携带温度计到垂钓水域进行测试。如果没带温度计，那就需要我们了解和掌握一些关于气温与水温的知识。一般来讲，知道了气温，也就知道了水温，这二者之间是互相联系，互为影响的。

气温升高，水温也随之升高；气温降低，水温也随之降低。以一天为计，如早晨6时，气温20℃，则表层水温约15℃-18℃；下午2时，气温24℃，则表层水温约18℃-22℃；下午6时，气温16℃，则表层水温约18℃-20℃；子夜零时，气温下降到8℃，则表层水温约为12℃-18℃。总之，水温的升降略滞后于气温变化；而且每天只有极短暂的二次时间，气温和表层水温是相同的。

那么什么是表层水和表层水温呢？按照钓鱼界和水产养殖业的说法，表层水就是指水面至水下50厘米深的水层。表层水温就是指表层水的平均温度。因水体传递冷热的速度比空气要慢，水表和水底存在着水温差，水越深，温差越大。